第四纪沉积物_美容护肤

第四纪沉积物是第四纪地质研究的基础，是众多地质信息的载体，而同时又是人类赖以生存的根基。第四纪沉积物广布于固体地球表面，它是在地球表层环境下，由各种地质营力形成的松散堆积物。第四纪沉积物不仅记录了地球表层的环境变迁和发生过的地质事件，而且为人类生存提供了重要的资源，如其表层为供植物生长的土壤，部分沉积物含重要的矿产，有些沉积物可直接作为建筑材料，沉积物中富含地下水。除沉积物外，还有火山喷发形成的火山岩，如安山岩、流纹岩等。

1 第四纪沉积物的基本特征

第四纪形成的沉积物一般不称为岩石，而是称为 “堆积物”、 “沉积物”或 “沉积层”，以示与沉积岩的差别，其原因是大多数第四纪沉积物为松散状，而未固结成岩。由于第四纪沉积物在地球表层中形成的特殊性，它与古生代、中生代的沉积岩有着明显的不同，第四纪沉积物有以下几个方面的特征。

岩性松散第四纪沉积物一般形成的时间距现今比较短，有的还正在形成之中，尚没有经历明显的成岩作用过程，因此绝大部分沉积物岩性松散，只有少数半固结，如溶洞中的沉积物，极少数硬结成岩，如热带的海滩岩。正由于形成后没有经历成岩的变化，因此有利于将能反映形成时古气候和古环境的信息保存下来，也易于进行取样和研究。

成因多样第四纪时期的地球表层系统，自然环境复杂，气候多变，形成第四纪沉积物的地质营力多种多样，由此而形成了多种成因的陆相和海相沉积物。在陆地上，有由流水沉积形成的冲积物、洪积物、坡积物等，有由风力沉积形成的黄土、风成沙等，还有由冰川堆积形成的冰碛物; 在海洋中，有滨海区的砂、砾石沉积，有浅海区的泥、砂、碳酸盐沉积等，有深海区的锰结核沉积。各种成因的沉积物具有不同的岩性、岩相、结构、构造特点和物理化学性质。

岩性岩相多变在陆地上，由于气候背景、地貌环境和形成的地质营力条件变化大，即使同一种成因的陆相第四纪沉积物，在岩性和岩相上也有很大的差异，甚至在小范围内发生快速的变化，从一种岩性相变为另一种岩性，一种成因类型相变为另一种成因类型。因此，在野外时对第四纪沉积物剖面在垂向和横向上要仔细观察、描述、测量和统计分析。第四纪海相沉积物比陆相沉积物岩性、岩相稳定。

厚度差异大受构造运动的影响，在陆地上形成一系列的上升区(剥蚀区)和下降区(沉积区)。在剥蚀区第四纪沉积物厚度一般较小，从几十厘米到十几米，而在沉积区(山前、盆地、平原、断裂谷地)则可达几十米、一百多米或几百米，甚至上千米。在由断裂控制的上升区与下降区的过渡部位，第四纪沉积物厚度的变化常很大。在沉积连续且沉积厚度大的地区，采用钻探手段(或物探)可以获得丰富的第四纪沉积物的资料。

含有化石及古文化遗存在部分的陆相第四纪沉积物中含有哺乳动物化石、古人类化石、石器和陶器、用火遗迹(如灰烬和炭屑)以及村舍遗址等。尤其在洞穴堆积物中特别要注意寻找上述材料。

形成多种地貌形态在陆地上，形成第四纪沉积物的地质营力多种多样，因此由不同地质营力形成的沉积物可构成形态各异的地貌，这是野外鉴定沉积物成因类型的重要标志。如洪积物常形成扇状地貌，冲积物常构成阶梯地貌，冲湖积物常组成平原地貌。

2 第四纪沉积物的岩性分类和命名

第四纪沉积物的岩性比较复杂，根据物质组成和形成动力特征可分为: 碎屑沉积物、化学或生物化学沉积物、生物沉积物、火山碎屑沉积物和人工堆积物。其中碎屑沉积物是陆地上分布最广、最为常见的沉积物，如在河谷、盆地、平原区都可见到，也是第四纪地质研究的重要对象。

每一类沉积物，还可进一步划分。在化学或生物化学沉积物中，根据化学成分进行分类，有碳酸盐沉积物、硫酸盐沉积物、卤化物沉积物等; 在生物沉积物中，根据含生物的类型进行划分，有珊瑚礁、牡蛎礁、贝壳滩(堤)等。人工堆积按堆积物性质命名，如回填碎石、砂土等。

在碎屑沉积物中，根据碎屑颗粒的粒径可划分为砾、砂、粉砂和粘土 4 类(表 2-3)。在每一类中，还可根据粒径做进一步的划分(表 2-3)。

表 2-3 碎屑颗粒粒度分级与 Φ 值分级关系

图 2-7 碎屑沉积物分类三角图解(据任明达等，1985)

在第四纪沉积物研究中，首先是对沉积物命名，是砾石，是砂，还是粉砂，因此第四纪碎屑沉积物的命名需要确定一个原则。在自然界，第四纪碎屑沉积物并不是由单一粒径的碎屑构成的，常常是砾石、砂、粉砂等混杂在一起，因此在第四纪碎屑沉积物命名中必须考虑沉积物中各粒径碎屑物的含量，这就是第四纪碎屑沉积物命名需遵循的一个原则。依据不同粒径的碎屑沉积物的含量，采用二元命名法或三元命名法。在砂、砾沉积物二元命名中，以砂(0 02～2mm)、砾(＞ 2mm)为两个端员，依据它们的含量(%)进行命名(表 2-4)。三元命名以砂粒组(0 02 ～2mm)、粉砂粒组(0 002～0 02mm)、粘粒组(＜0 002mm)的含量(100%)为端员，采用三角图解命名(图2-7)，在砾石含量低于5% ～10%的细粒碎屑沉积物中常采用这种命名方法。

表 2-4 第四纪碎屑沉积物的二元命名

3 第四纪沉积物的成因分类

第四纪沉积物的成因分类是依据其形成的地质营力所进行的划分，但陆地环境与海洋环境差别甚大，地质营力也有很大的不同，因此根据第四纪沉积物形成环境首先把沉积物划分为陆相沉积、海相沉积和海陆过渡相沉积三大体系，再依据形成的地质营力划分为成因组和成因类型(表2-5)。

表 2-5 第四纪沉积物成因分类

陆地上各种成因类型的堆积物是第四纪地质学和地貌学研究的最重要对象，其分布受气候、地形和构造背景的控制，在不同的地区具有不同的成因类型组合。如在干旱气候区，以风成堆积物、洪积物、湖泊化学沉积物组合为特征; 在构造的上升区，以重力堆积物、冰川堆积物、冻融堆积物为主; 在构造的下降区，常出现河流沉积物、湖沼沉积物的组合。因此，第四纪沉积物的组合在一定程度上可以反映自然环境变化和构造运动的特征。

4 第四纪沉积物的研究

(1)沉积物剖面的野外观察与描述

第四纪沉积物剖面的野外观察和研究主要包括剖面测量、岩性描述、岩性分层、岩性岩相观察、剖面图绘制等。这些工作必须在野外完成，在室内可以补充和完善。

剖面测量第四纪沉积物剖面测量包括测量沉积物的总厚度和每一岩性层的厚度。自然出露的第四纪沉积物剖面多数出露在陡坎处，如阶地的前缘、冲沟中等，沉积层一般也是水平的，因此对于这些剖面的测量相对于老地层来说比较简单。如果第四纪沉积层是倾斜的，岩性层出露在高低起伏的地形面上，剖面又长，对这种第四纪沉积剖面的测量同老地层的测量方法。如果在平坦处，可人工挖出剖面，再进行测量。有时自然出露的断面比较长，横向上岩性变化又比较大，为了准确描述和绘制剖面，可在剖面上挂 3 根或 3 根以上的皮尺，就可较准确地测量第四纪沉积物的横向变化。

剖面观察第四纪沉积物剖面的野外详细观察非常重要，很多的环境信息和地质信息都包含在沉积物中，也是沉积物成因类型研究的基础。剖面观察主要包括沉积物的颜色、物质成分、结构、沉积构造、岩性岩相变化以及岩性分层等，并绘制剖面图。这些观察内容可以指示沉积物的形成环境。

(2)沉积物的成因类型研究

无论在野外观察，还是在室内分析，都需要确定被研究的第四纪沉积物的成因类型。确定第四纪沉积物的成因类型，就需要从分析第四纪沉积物形成影响因素入手。第四纪沉积物的形成受地质营力、地貌和环境条件的控制，因此第四纪沉积物成因类型确定的标志有沉积学标志、地貌学标志和环境标志。在第四纪沉积物成因标志研究中，主要侧重于碎屑沉积物的研究，而在碎屑沉积物中，砾石、砂、粘土在显示成因标志方面存在较大的差异，下面分别论述之。

A 沉积学标志

沉积学标志包括沉积物的成分、结构、构造等，这些标志能指示沉积物形成时的地质营力特征和环境特征。

a 砾石的成因标志研究

由于砾石(砾径大于 2mm)比较粗大，在野外易于宏观观察，因此砾石的沉积学成因标志研究多数在野外完成。观察的主要内容有砾石的成分、结构(大小、形态、表面特征)、构造(排列形式)等。砾石的观察要选择在重要的或具有代表性的地点、剖面或层位中进行，其方法是在新鲜的露头上划出大约 1m ×1m 的范围，再以 10cm ×10cm 的间距打网格，依次在每一个网格中取砾石观察和测量，每一个观察点需要测量 100 个砾石以上。

砾性这里的砾性是指砾石的岩性(成分)，是砾石成因的重要标志之一，在野外要仔细研究，鉴定每一个被观察砾石的成分。在室内对野外观察结果进行统计分析，并绘制砾石成分组成饼图或直方图(图 2-8)。研究砾石层砾石成分、抗风化强弱、抗溶蚀强弱的构成，对恢复当时的地质营力和环境条件是有作用的。如冰川堆积物的砾石成分较简单，抗风化和抗溶蚀能力弱的砾石比例可以较高; 河流沉积物的砾石成分就比较复杂，而滨海形成的砾石抗风化和抗溶蚀能力强的砾石比例较高。

砾径砾径是指砾石的大小，包括最长轴(a 轴)、次长轴(b 轴)、最短轴(c 轴)，在野外这3 个轴的长度都需要测量(单位 mm)，在室内可绘制砾石的砾径直方图(图2-9)。通常情况下，以 a 轴代表砾石的大小，也可以等球体的直径 D 表示。砾石的大小指示形成动力的强弱，如在一条河流中，从上游到下游砾石总体上是逐渐变小的，洪积物的砾石较大，而坡积物的砾石较小。另外，不同成因的砾石层，砾石大小的均一性不同，河流、海洋、湖泊等成因的砾石，其均一性较好，而冰川、洪流、重力等成因的砾石，其均一性差。

图 2-8 广西百色第四级阶地砾石成分饼图和直方图

图 2-9 砾石砾径(a 轴)直方图

砾态砾态包括砾石的圆度、球度、扁平度及表面特征。圆度，即磨圆度，是指砾石的棱角被磨蚀圆化的程度。在野外，圆度可以定性划分为四级或五级，四级的划分是棱角、次棱角、次圆、圆，而五级的划分是棱角、次棱角、次圆、圆、极圆。各级圆度的野外鉴定特征见表 2-6。在室内，对野外的观察数据进行统计制图(图 2-10)，分析其成因类型。按照上述的四级分类，可以计算平均圆度(P):

表 2-6 砾石圆度特征

图 2-10 砾石圆度直方图和饼图

第四纪地质学与地貌学

式中: n3、n2、n1、n0分别为圆、次圆、次棱角、棱角的测量砾石数; Σ N 为所测量砾石总数。球度，是指砾石接近球体的程度，克伦滨(W C Krumbein)提出一个根据砾石三轴(a、b、c)计算球度系数(ω)的公式，其值变化范围为 1～0 之间:

第四纪地质学与地貌学

扁平度是指砾石趋向扁平的程度，凯耶(Cayeux，1952)根据三轴提出了一个扁平度(K)计算公式，并分析了不同环境下碳酸盐岩砾石的扁平度(表 2-7):

第四纪地质学与地貌学

表 2-7 不同环境碳酸盐岩砾石扁平度

图 2-11 砾径和砾态在搬运过程中的变化(据 Krumbein，1959)

在野外露头上，即使成因相同的砾石其砾态也不一样，单个砾石的砾态其地质意义可能不大，但是对一个露头或多个露头的砾石进行大量统计其意义就不一样了，它能反映出一些重要的地质信息。就砾石圆度而言，流水成因的砾石圆度较高，而冰川、重力成因的圆度低。砾径、圆度和球度与搬运的距离具有相关性(图 2-11)，砾径随着搬运距离的增长而变得越来越小，圆度和球度则变得越来越高。除地质营力对砾态有影响外，砾石的岩性也是有影响的，在地质营力相同的条件下，页岩、板岩、片岩等形成的砾石扁平度高，而花岗岩、砂岩、灰岩等形成的砾石球度高。

表面特征砾石在搬运过程中，可在砾石的表面形成磨光、擦痕、撞击痕、压坑、毛玻璃化等特征。冰川作用形成的砾石表面常留下长条状的擦痕、圆形压坑、新月形擦口等，而泥石流中的砾石碰撞产生纺锤状、点状撞痕; 沙漠或戈壁滩中的砾石表面光滑(沙漠漆)，但棱角清晰，具多凸边，有时发育毛玻璃状。

砾向观测砾向的扁平面(ab 面)和最长轴(a 轴)的产状，其产状特征能较好地反映形成时的动力条件。在流动的介质中，砾石的扁平面具有叠瓦状排列特征，其优势倾向与流动介质(河流、洪流、冰川、海洋、湖泊)的运动方向相反(图 2-12 及图 2-13)。砾石 ab 面的倾角大小不仅可以判别运动介质的类型(图 2-13)，还可以判断运动介质的强弱，大倾角显示强的动力条件。砾石的 a 轴在河流主流区顺流排列，而在海岸、湖岸则顺岸排列。砾石ab 面和 a 轴的排列虽然在多种介质中都可出现，但在河流、海洋、湖泊和洪流介质中规律性好，而在冰川、泥石流等介质中规律性较差。

图 2-12 砾石 ab 面产状玫瑰花图和密度图(据曹伯勋等，1995)

图 2-13 几种动力环境中砾石的 ab 面及其倾角和 a 轴的排列现象(据哈巴科夫，1963; 转引自曹伯勋等，1995)

排列和充填方式在不同的地质营力条件下，形成的砾石排列和充填方式是不同的，在图2-13 中显示了几种运动介质中砾石的排列特征。曹伯勋(1995)把砾石的排列充填方式总结为 6 种类型，并分为流动营力结构和非流动营力结构。现将不同地质营力下形成的砾石排列充填特征总结在表 2-8。

b 砂和粘土的成因标志研究

对于粒径小于 2mm 的砂、粉砂、粘土的成因标志研究可从野外和室内两个方面进行。在野外要对出露的剖面进行仔细观察和描述，如砂的成分、结构、构造等特征，应采集各种分析样品，如粒度分析样品; 在室内，对样品进行分析，根据分析结果判断其成因类型。

成分分析砂粒的成分在一定程度上可以反映形成时的地质营力特征。砂粒的成分虽然受物源的影响，但同样受其搬运过程中动力条件和环境条件的影响。如河流形成的砂成分常比较复杂; 海洋形成的砂成分就简单些，有时含海相化石; 风成沙可含有一些碳酸盐、硫酸盐矿物。

表 2-8 不同地质营力形成的砾石排列充填方式

粒度分析粒度分析在研究第四纪形成的砂和粘土的成因上是常用的方法之一。在粒度分析中，可通过图解(直方图、累积曲线图、正态概率累积曲线图)和参数计算的方法进行成因分析。直方图的横坐标为 Φ 值粒径，纵坐标为各粒级的百分含量，以一定范围的粒级绘出一系列的相邻矩形，矩形的高度与每一粒级范围的百分含量成正比(图 2-14)。但要注意，粒级的范围是人为划分的，因此直方图的形态与粒级组距大小及粒级边界的选择有很大的关系。在进行不同成因类型的沉积物对比时，粒级的 Φ 值边界选择必须一致，否则没有可比性。累积曲线图的横坐标为 Φ 值粒径，从左向右，粒径变细。纵坐标为各粒径的累积百分含量。累积曲线呈 S 形。利用累积曲线图可以判断沉积物的分选性，众数越大(分析性好)(图 2-15(a)的实线)，S 形的转折部位越陡; 众数越小(图 2-15(a)的虚线)，S 形的转折部位越缓。频率曲线的偏态性，在累积曲线图上表现为 S 形的不对称性(图 2-15(b))。正偏态曲线，S 形的细粒尾端长(图 2-15(b)中虚线); 负偏态曲线，S 形的粗粒尾端长(图 2-15(b)中实线)。在累积曲线图上可以读出累积百分含量分别为 5%、16%、25%、50%、75%、84%、95% 的 Φ5、Φ16、Φ25、Φ50、Φ75、Φ84、Φ95等特征值。根据这些特征值就可以计算粒度参数。正态概率累积曲线图是目前常用来分析沉积物沉积环境的粒度资料处理方法。作图的方法是: 在正态概率纸上，横坐标为 Φ 值粒径，纵坐标是概率百分数，对每一粒级的含量进行累积就形成正态概率累积曲线图(图2-16)。目前可应用计算机软件，在计算机上成图。如果标准离差(σi)等于 1，那么正态概率累积曲线为一条直线。但自然界的沉积物的粒度分布特征一般都不会符合一个简单的对数正态规律，往往由几个对数正态部分构成。由于搬运方式的不同，粒度成分可分为推移、跃移、悬移 3 类粗细不同的组分，它们各自的粒度分布都自成对数正态分布特征。因此一个样品的粒度分布特征在正态概率累积曲线图上表现为几个直线段(图 2-16)。两个线段的交点称为截点，推移组分与跃移组分线段的截点称粗截点，而跃移组分与悬移组分线段的截点称细截点。粗截点对应的 Φ 值是推移组分的下限粒径，而细截点对应的 Φ 值是悬移组分的上限粒径。大量的研究表明，河流砂多表现为二段式，而海洋砂多表现为三段式(图 2-17)。粒度参数包括平均粒径(Mz)，标准离差(σi)、偏态(Sk)和峰态(Kg)。这些参数值的计算如下:

图 2-14 直方图图解(据任明达等，1985)自下而上为从早期到晚期的粒度变化(a)加阴影的矩形高度增大，表示细粒增加;(b)粗粒减少;(c)众数向细粒级移动

图 2-15 累积曲线的 S 形与频率曲线的众数值(a)和偏态性质(b)对比(据任明达等，1985)

图 2-16 正态概率累积曲线图

图 2-17 河流、海滩和海滨风成沙丘的正态概率累积曲线(据任明达等，1985)(a)河流水平层理;(b)河流槽状斜层理;(c)海滩前滨和冲刷带;(d)海滨风成沙丘

第四纪地质学与地貌学

平均粒径反映沉积物的粗细，可以用这个参数显示沉积剖面的沉积韵律的变化。标准离差反映沉积物的分选性，该值越小，分选性越好(表2-9)。偏态表示沉积物粗细分布的对称程度，当 Sk= 0 时，为正态的频率曲线，粗细成分含量相等; 当 Sk＞ 0，属正偏态，粒度集中在粗端部分; 当Sk＜ 0，属负偏态，粒度集中在细端部分。峰态是衡量频率曲线尖峰凸起程度的参数。

表 2-9 沉积物分选性分级与 σi值的关系

沉积构造沉积构造是判断沉积物成因的重要标志之一。沉积构造主要形成于流动的地质营力环境，但不同的地质营力形成的沉积构造特征不同(表 2-10)。另外，在第四纪沉积物中有时还保存多种成因的楔状体沉积(图 2-18)，如古冰楔、古地震楔、古龟裂、侵蚀楔等。它们也可以提供沉积物成因、古气候和古环境信息。

表 2-10 地质营力与层理类型的关系

图 2-18 第四纪沉积物中几种主要楔形体沉积图(据曹伯勋等，1995)(a)古地震楔(F1、F2、F3为小断层，A1、A2、A3为断层角砾);(b)断层崩积楔;(c)古冰楔(发育在砂砾成中);(d)古冰楔(发育在粉砂粘土层中);(e)溶蚀楔(灰岩中，填有红土);(f)冰川犁楔(据赵良政，前头示冰川运动方向);(g)泥裂(填有风成沙);(h)流水侵蚀楔，填有冲积砂砾

B 地貌标志

固体地球表面的形貌是地质营力的剥蚀作用和沉积作用的结果，剥蚀作用在形成剥蚀地貌的同时也在一定范围内由沉积作用形成堆积地貌。因此地貌可以作为显示第四纪沉积物成因的一种标志。

直接地貌标志直接地貌标志一般为堆积地貌，地貌成因与沉积物成因相同，只要确定了地貌成因，就可以推断其沉积物的成因。如倒石锥、坡积裙、洪积扇、阶地等分别指示了它们的堆积物形成于重力、片流、洪流、河流作用。因此，在利用地貌的直接标志确定沉积物成因时，关键是地貌成因的确定。

间接地貌标志利用这类地貌标志判断沉积物的成因比较复杂，是通过地貌与沉积物的相关性来推断的。外力在剥蚀区形成剥蚀地貌的同时，将剥蚀下来的碎屑物质搬运到沉积区堆积，它与剥蚀地貌在形成时间上基本同时，只是所处空间位置不同，这种沉积物就是剥蚀地貌的相关沉积物。相关沉积物是剥蚀作用与沉积作用在时、空上的纽带，某些剥蚀地貌应有相关的沉积物。如在外力作用下，地形从陡峻逐渐演化到地形平缓的准平原状态，堆积物成因类型也可能从重力堆积发展到坡洪积，再演化到冲湖积(图 2-19)。因此，我们也常常用在地层中由早期湖相沉积到晚期的山麓粗碎屑堆积的相变过程来指示构造运动显著抬升、地形起伏加大的状况。

图 2-19 地貌与沉积物的相关性Ⅰ—Ⅳ为地形从早期到晚期的发育阶段

C 环境标志

即指示第四纪沉积物形成时的一些环境条件，是陆相沉积，还是海相沉积; 是干旱环境，还是湿润环境; 是炎热的气候，还是寒冷的气候。环境标志包括物理环境标志、化学环境标志和生物环境标志。

物理环境标志指示沉积物形成时的气温、降水、外营力类型、动力强度等物理标志。如沉积物的颜色能反映形成时的气候特征，红色表明当时气候比较炎热，而**则显示较干冷的气候; 风成沙指示干旱环境，而砖红壤显示了炎热湿润的环境; 粗碎屑沉积物表明较强的动力条件，而细碎屑沉积反映较弱动力条件。

化学环境标志指示沉积物形成时环境条件的化学标志。如沉积物中碳酸钙含量的变化能指示当时水体咸化或淡化的情况，或指示气候的干冷或湿润; 沉积物中夹石膏层反映当时水体显著咸化; 沉积物 Fe2O3含量高指示温暖湿润气候。

生物环境标志是指与沉积物形成有关的指示性动植物化石和遗迹化石。如沉积物中含海相化石则表明沉积物形成于海相环境，沉积物中含淡水无脊椎动物化石说明形成于陆相的淡水环境，沉积物含云杉、冷杉植物化石反映当时气候寒冷。

现将主要的第四纪沉积物成因类型的判别标志总结在表 2-11 中。

表 2-11 第四纪沉积物成因标志

研yán细磨，碾：研磨。研药。研墨

深入地探求：研究。钻研。研京练都

研yàn古同“砚”，砚台

笔画数：9；部首：石；笔顺编号：132511132

笔画顺序：横撇竖折横横横撇竖

详解

研yán动声。本义:细磨)同本义〖grind;pestle〗打取杏仁,以汤脱去黄皮,熟研,以水和之,绢滤取汁。

《齐民要术》晚上把这药用酒研开,替他敷上。

《红楼梦》又如:研石;研弄研究;探讨〖study〗能研诸侯之虑。

《易·系辞》。注:“研,俞思虑也。”疏:“精也。”研核阴阳。

南朝宋·范晔《后汉书·张衡传》又如:研榷;研述;研味;研治;研省;研赏;研究;研务研yán形详尽;精细〖indetail〗。如:研务;研深;研疏;研校;研讯妍好。也作“妍”〖fine〗。如:研和;研美;研艳另见yàn研钵yánbō〖mortar〗硬质材料制成的,通常呈碗状的小器皿,用杵在其中将物质捣碎或研磨研定yándìng〖considerateanddecide〗研究决定研定适合国内制度的法令研读yándú〖studyandreadintensively〗钻研阅读这篇文章你要仔细研读研究yánjiū〖study;research〗∶钻研;探索专家们研究潮汐和海流〖godeeplyinto;consider;discuss;deliberate〗∶考虑或商讨〖意见、问题〗大家的意见厂领导正在研究研究生yánjiūshēng〖post-graduatestudent〗高等学校或科研机关里录取的通过研究工作进修的人。有一定的进修年限研究所yánjiūsuǒ〖researchinstitute〗思考或研究问题的地方研究员yánjiūyuán〖reasearchfellow〗被基金会授予金钱从事研究工作的人在科研机构中从事某一学科研究工作的高级研究人员,其职称在副研究员之上研考yánkǎo〖studyandinspect〗研究考察研磨yánmó〖pestle;grind〗∶用工具研成粉末〖abradepolish〗∶用磨料摩擦器物使变得光洁研拟yánnǐ〖studyandplan;drawupaplan〗研究拟定研拟方案;研拟对策研判yánpàn〖studyanddetermine〗研究判断投资人有了这种想法之后,往往无法冷静研判市场动态研求yánqiú〖studyandprobe〗研究探求这个剧本需反复研求研讨yántǎo〖godeeplyinto;deliberate;discuss〗研究和讨论研析yánxī〖studyanddeduce〗研究分析研习yánxí〖studyandlearn〗研究学习研制yánzhì〖prepare;manufacture;develop〗∶研究制造〖preparemedicinalpowderbypestling〗〖中药〗∶研磨制成研yàn同“砚”〖inkstone〗另见yán

出处

[①]［yán］［《__》五_切，平先，疑。］亦作“_1”。“_1”的新字形。穷究；精研。思虑；思考。研磨；研细。碾压平整。精细；详尽。敲击。专；竭尽。参见“研心”、“研精_力”。通“妍”。见“研研”。通“妍”。见“研和”、“研美”、“研_”。见“研桑”。[②]［yàn］［《__》吾甸切，去霰，疑。］“_2”的新字形。通“_1”。砚台。滑石。[③]［xíng］“_3”的新字形。见“石研_”。

康熙字典中没有查到汉字

卷九石部编号：6015研，[五_切]，也。从石__。

一、传统宝石学颜色成因

传统宝石学主要基于宝石的化学成分和外部构造特点，将宝石颜色划分为自色、他色和假色。

1自色

由作为宝石矿物基本化学组分中的元素而引起的颜色，这些致色元素多为过渡金属离子，如铁铝榴石、绿松石、孔雀石、蓝铜矿等。

2他色

由宝石矿物中所含杂质元素引起的颜色。他色宝石在十分纯净时呈无色，当其含有微量致色元素时，可产生颜色，不同的微量元素可以产生不同的颜色。如尖晶石，其化学成分主要是Mg Al2O4，纯净时无色，含微量的Co元素时呈现蓝色，含微量Fe元素时呈现褐色，而含微量Cr元素时呈现红色。另外同一种元素的不同价态可产生不同的颜色，如含Fe3＋常呈棕色，含Fe2＋则呈现浅蓝色。同一元素的同一价态在不同的宝石中也可引起不同的颜色，如Cr3+在刚玉中产生红色，在绿柱石中产生绿色。

3假色

假色与宝石的化学成分和内部结构没有直接关系，而与光的物理作用相关。宝石内常存在一些细小的平行排列的包裹体、出溶片晶、平行解理等。它们对光的折射、反射等光学作用产生的颜色就是假色。假色不是宝石本身所固有的，但假色能为宝石增添许多魅力，这一方面的具体内容已在宝石的特殊光学效应一节里进行了较详细的叙述。

二、近代科学宝石颜色的成因

随着科学的发展，人们发现宝石的颜色不仅仅取决于其化学组成，更重要的是取决于其内部结构。近代科学颜色成因理论打破了传统颜色成因理论中的自色、他色的界限，从晶体场理论、分子轨道理论和能带理论等的角度揭示了宝石颜色成因的本质。

（一）离子内部的电子跃迁呈色（晶体场理论）

晶体场理论研究的对象是处于宝石晶体结构中的过渡金属元素和某些镧系、锕系元素。它把晶体场看成一种正负离子间的静电作用，将带有正电荷的阳离子称为中心离子，把带有负电荷的阴离子和络阴离子统称为配位离子，或简称配位体。晶体场理论与其他理论的区别在于，它把配位体处理为一个点电荷，点电荷作用的实质是产生静电势场力，这种静电势电场又被称之为晶体场。晶体场跃迁包括d-d跃迁和f－f跃迁。元素周期表中第四、五周期的过渡金属元素分别含有3d和4d轨道，镧系和锕系元素分别含有4f和5f轨道。在配位体的存在下，过渡元素五个能量相等的d轨道和镧系元素七个能量相等的f轨道分别分裂成几组能量不等的d轨道和f轨道。当它们的离子吸收光能后，低能态的d电子或f电子可以分别跃迁至高能态的d或f轨道，这两类跃迁分别称为d-d跃迁和f－f跃迁。由于这两类跃迁必须在配位体的配位场作用下才可能发生，因此又称为配位场跃迁。

过渡金属元素的d-d电子跃迁引起宝石颜色变化的最好例子是红宝石、祖母绿及变石，图1-4-11为三者的紫外可见吸收光谱。

图1-4-11 红宝石、祖母绿及变石的UV吸收光谱

A——红宝石；B——变石C——祖母绿

红宝石中致色离子为Cr3＋，从Cr3+的3d3电子组态导出的自由离子谱项为：基谱项为4F，激发谱项为4P、2G、2D等。八面体场中，由基谱项4F分裂为三个能级，即4A2、4T2、4T1。红宝石的吸收光谱特征表明，在可见光区域内，出现两个强而宽的吸收带，分别由4A2→4T2、4A2→4T1能级之间的跃迁所致。d电子在4A2→4T2、4A2→4T1能级间跃迁的过程中，分别吸收225和302e V能量，其余吸收后的残余能量组合成红宝石的颜色（见图1-4-12）。

祖母绿吸收光谱特征表明（见图1-4-13），在可见光区域内，出现两个强而宽的吸收带，分别由4A2→4T2、4A2→4T1能级之间的跃迁所致。d电子在4A2→4T2、4A2→4T1能级间跃迁的过程中，分别吸收204和292e V能量，其余吸收后的残余能量组合成祖母绿的颜色。

图1-4-12 红宝石的UV吸收光谱

图1-4-13 祖母绿的UV吸收光谱

变石的化学式组成（BeAl2O4）介于红宝石和祖母绿之间，影响铝氧八面体的金属离子只有Be一种，因此Cr3＋离子与周围配位体电场强度低于红宝石而高于祖母绿，它的金属氧离子之间化学键的性质也介于红宝石和祖母绿之间。变石中Cr3＋离子4A2→4T2跃迁吸收的能量为216eV，介于红宝石（225eV）和祖母绿（204eV）之间，而4A2→4T1跃迁所吸收的能量（298eV）与红宝石和祖母绿相差不大。在可见光区域内，变石中红光和蓝绿光透过的几率近于相等，于是外部环境的光源条件（色温）就决定了变石的颜色。例如，色温较高的日光灯中蓝绿色成分偏多，导致变石中蓝绿色成分的叠加，而呈现蓝绿色。反之，白炽灯光源中色温偏低，导致变石中红色成分的叠加，而呈现红色（见图1-4-14）。

图1-4-14 变石的UV吸收光谱

（二）离子间的电荷迁移呈色（分子轨道理论）

分子中单个电子的状态函数称为分子轨道。根据分子轨道模型，认为一个分子中所有的轨道都扩展至整个分子上。占据这些轨道的电子不是定域在某个原子上，而是存在于整个分子之中。根据分子轨道理论，电子可以从这一个原子轨道上跃迁到另一个原子轨道上去，这种电子跃迁称为电荷迁移。

某些分子既是电子给体，又是电子受体，当电子受辐射能激发从给体外层轨道向受体跃迁时，就会产生较强的吸收，这种光谱称为电荷迁移光谱。伴随电荷转移，在吸收光谱中产生强吸收带，如果电荷转移带出现在可见光范围内，则产生相应的颜色。电荷迁移有多种形式，它可以发生在同核原子价态之间，也发生在异核原子价态之间。

1金属—金属原子间的电荷迁移

金属—金属原子间的电荷迁移可分为同核原子价态之间的电荷迁移和异核原子价态之间的电荷迁移。

（1）同核原子价态之间的电荷迁移

同核原子价态之间的电荷迁移来自不同价态的同一过渡元素的两个原子之间的相互作用，当两个不同价态的同核原子分布在不同类型的格点中，且两者之间有能量差时，电子可发生转移，并产生光谱吸收带，从而使宝石呈现颜色。堇青石的蓝紫色的产生是这种情况的典型实例。在堇青石中，Fe3+和Fe2+分别处于四面体和八面体位置中，两个配位体以共棱相接，当可见光照射到堇青石时，其Fe2+的一个d电子吸收一定能量的光跃迁到Fe3+上，此过程的吸收带位于17000cm-1（相当于黄光），使堇青石呈现蓝色。蓝色、绿色电气石和海蓝宝石也是由于Fe2+-Fe3+间的电荷迁移而呈的色。

（2）异核原子价态之间的电荷迁移

图1-4-15 蓝宝石的UV吸收光谱

异核原子价态之间的电荷迁移的典型实例是蓝宝石（见图1-4-15），在蓝宝石中Fe2+与Ti4+分别位于相邻的以面相连接的八面体中，Fe、Ti离子的距离为0265nm，二者的d轨道沿结晶轴重叠，当电子从Fe2+中跑到Ti4+中时，Fe2+转变为Fe3+，而Ti4+转变为Ti3+，即Fe2++Ti4+→Fe3++Ti3+。电荷迁移的这一过程，伴随着的光谱吸收能为211eV，吸收带的中心位于588nm，其结果是在蓝宝石的c轴方向只透过蓝色，呈现蓝色。当两个八面体在垂直c轴方向上以棱相连接时，这时电荷转移吸收带略向长波方向位移，使蓝宝石在非常光方向上呈现蓝绿色。异核原子价态之间的电荷迁移，也是蓝色黝帘石、褐色红柱石呈色的原因。

2其他类型的电荷迁移

除了上述两种类型的电荷迁移外，还有非金属与金属原子之间的电荷迁移和非金属与非金属原子之间的电荷迁移。

宝石中常见的非金属与金属原子之间的电荷迁移为O2-→Fe3+。02-与Fe3+之间的电荷迁移对可见光光谱中紫色、蓝色光强烈吸收，导致宝石呈金**。金**绿柱石、金**蓝宝石的颜色均由02-→Fe3+之间的电荷迁移引起。

（三）能带间的电子跃迁呈色（能带理论）

能带理论是研究宝石材料的一种量子力学模式，是分子轨道理论的进一步发展。它较好地解释了天然彩色钻石的呈色机理及其金刚光泽的产生原因。能带理论认为：固体中电子并非束缚于某个原子上，而为整个晶体所共有，并在晶体内部三维空间的周期性势场中运动。电子运动时的能量具一定的上下限值，这些电子运动所允许的能量区域就称之为能带。它与晶体场理论和分子轨道理论的区别是：晶体场理论和分子轨道理论主要适用于局部离子和原子团上的电子，电子是定域的，是局部态之间的跃迁；能带理论则与之相反，它认为电子是不定域的，是非局部态之间的电子跃迁。能带又可分为：①导带（又称空带），由未填充电子的能级所形成的一种高能量带。②带隙（又称禁带），价带最上部的面（又称为费米面）与导带最下部面之间的距离，禁带的宽度随矿物键性的不同而不同；③价带（又称满带），由已充满电子的原子轨道能级所构成的低能量带，当自然光通过宝石时，宝石将吸收能量使电子从价带跃迁至导带，所需的能量取决于带隙的宽度，即价带顶部与导带底部间的能量差，又称能量间隔，一般用ΔEg表示。不同的宝石由于能量间隔不同而呈现不同的颜色。与晶体场理论一样，电子从导带返回至价带的过程中，其吸收的能量仍以光的形式发射出来。例如，Ⅱa型钻石带隙的能量间隔（ΔEg=54e V）大于可见光的能量，即电子从价带跃迁至导带时吸收的能量为54e V，故吸收主要发生在紫外光区，对可见光能量无任何吸收，故理论上，IIa钻石为无色（见图1-4-16）；由于Ⅰb型钻石中含有微量的孤氮原子，氮原子外层电子（1s22s22p3）比碳原子（1s22s22p2）多一个，额外的电子则在禁带中生成一个杂质能级（氮施主能级），由此缩小了带隙的能量间隔，电子从杂质能级跃迁至导带所吸收的能量为22e V（564nm），故该类钻石显橙**（见图1-4-17）。

（四）晶格缺陷呈色

宝石晶体结构中的局部范围内，质点的排列偏离其格子状构造规律（质点在三维空间作周期性的平移重复）的现象，称为晶格缺陷。其产生原因与宝石晶体内部质点的热振动、外界的应力作用、高温高压、辐照、扩散、离子注入等有关。

例如，在上地幔的高温高压环境中结晶出的金刚石晶体，被寄主岩浆（金伯利岩岩浆或钾镁煌斑岩岩浆）快速携带到近地表时，温压条件的迅速改变和晶体与围岩物质的相互碰撞，则易导致侵位金刚石晶体的结构局部发生改变，并诱发晶格缺陷，使一部分原本无色的金刚石的颜色发生改变，从而形成褐黄、棕**及粉红色金刚石。

图1-4-16 Ⅱa型钻石中电子跃迁图示

图1-4-17 Ⅰb型钻石中电子跃迁图示

色心作为晶格缺陷的一种特例，泛指宝石中能选择性吸收可见光能量并产生颜色的晶格缺陷。属典型的结构呈色类型。色心的种类十分复杂，但最常见的为电子心（F心）、空穴心（V心）及杂质离子心。

1电子心（F心）

电子心（F心）是由宝石晶体结构中阴离子空位引起的。就整个宝石晶体而言，当阴离子缺位时，空位就成为一个带正电的电子陷阱，它能捕获电子。如果一个空位捕获一个电子，并将其束缚于该空位，这种电子呈激发态，并选择性吸收了某种波长的能量而呈色。因此，电子心是由一个阴离子空位和一个受此空位电场束缚的电子所组成的。例如，紫色萤石晶体中的氟离子离开正常格位，而形成一个阴离子空位（缺少负电荷），该结构位显示正电性，形成一个带正电的电子陷阱。为了维持晶体的电中性，阴离子空位必须捕获一个负电子，由此产生了颜色。

2空穴心（V心）

空穴心（V心）是由晶体结构中阳离子缺位引起的。从静电作用考虑，缺少一个阳离子，等于附近增加了一个负电荷，则附近一个阴离子必须成为“空穴”才能保持静电平衡。因此，空穴心是由一个阳离子空位捕获一个“空穴”所组成的。例如，烟晶中以类质同象形式替代Si4+的Al3+杂质，在晶格位中形成正电荷不足的位置（正电荷陷阱），为了维持暂时的电中性，Al3+离子周围必须有相应的正一价阳离子存在。当水晶受到辐照后，与最近邻的O2-将失去一个多余的电子，而残留下一个空穴，形成空穴心（V心）。利用辐照源的带电粒子（加速电子、质子）、中子或射线辐照宝石，通过带电粒子、中子或Y射线与宝石中离子、原子或电子的相互作用，最终在宝石中形成电子－空穴心或离子缺陷心。如辐照处理钻石、蓝黄玉等，辐照的本质是提供激活电子、格位离子或原子发生位移的能量，从而形成辐照损伤心。

在往届冬奥会中，曾出现过现场寒冷导致大量观众提前退场、媒体记者和志愿者手脚冻僵难以正常工作的情况。

本届北京冬奥会运动场馆的温度最低可达零下30多摄氏度，而高科技材料石墨烯有效帮助了工作人员和5G转播设备等抵御低温挑战。在通电的情况下，石墨烯产生的热能以平面方式均匀地辐射出来，可以很好地被人体接受，产生由内而外的温暖。

石墨烯的发现者之一、2010年诺贝尔物理学奖得主安德烈·盖姆(Andre Geim)这样描述石墨烯：“石墨烯对很多人来说就像爱丽丝仙境一样，非常神奇。”

石墨烯，神奇在哪？

文丨崔赫翾瞭望智库观察员

本文由瞭望智库综编。

撕出来的石墨烯

石墨烯是目前发现的最薄、最坚硬，导热、导电性能最好的一种新型纳米材料，它的热传导能力是金刚石的两倍以上，机械强度比钢铁强200倍，导电性比银和铜还强，被称为“黑金”以及“新材料之王”。

作为碳材料家族的新成员，石墨烯与石墨、金刚石一样，都是碳的同素异形体。石墨烯本来就存在于自然界，只是难以剥离出单层结构，1毫米厚的石墨大约包含300万层石墨烯。铅笔在纸上轻轻划过，留下的痕迹可能就是数不清多少层的石墨烯。

2022年2月17日，北京石墨烯技术研究院展厅内展示的石墨烯原料。图｜视觉中国

1987年，法国《矿物化学》杂志的一篇论文中首先出现“graphene”（石墨烯的英文名称）一词，用于描述单层的石墨片层。不过，这个概念在提出后并没有引起多少人关注石墨烯本身，而是多用于描述日本科学家饭岛澄男发现的碳纳米管。

在当时，石墨烯之所以没能获得足够的关注，是因为早在70多年前，理论研究就表明，完美的二维结构晶体无法在非绝对零度的环境中稳定存在。

有理论认为，物质的熔点会随着其尺寸的减小而减小，当物质的尺寸达到原子级别时会变得很不稳定，倾向于分离成岛状结构或分解。石墨烯作为一种原子厚度级的二维晶体材料，显然违背了这个理论，许多科学家就止步了。

不过，几十年来还有一些科学家在积极实验，寻求突破：

1979年，科学家在真空条件下加热掺有碳的单晶镍时，在不同的温度下分别检测到了薄层墨片和较厚的石墨片的生成；

1988年，科学家在利用蒙脱土片层间的二维罅隙制备高定向石墨的过程中，观察到了石墨烯的存在，但是当时所制备的石墨烯只能依附于模板而存在。

直到2004年，英国曼彻斯特大学的两位科学家安德烈·盖姆（Andre Geim）

和康斯坦丁·诺沃肖洛夫（Konstantin Novoselov）用一种非常简单的实验方法突破了科学家们的理论认知。

他们从高定向热解石墨中剥离出石墨片，然后将薄片的两面粘在一种特殊的胶带上，撕开胶带，就能把石墨片一分为二。就这样不断操作，薄片越来越薄，最后得到了仅由一层碳原子构成的薄片，这就是石墨烯。

其实，实验室里用胶带粘石墨是常规操作。因为石墨是片状结构，需要用仪器观察石墨时，研究员往往会用胶带去除石墨表层，从而露出一个干净的表面。盖姆从这样的日常操作中，通过想象力完成了一个不可能的任务。

2004年10月，他的研究小组在《科学》杂志上发表了这一研究成果，震撼了科学界。6年后，两位发现者就共同获得了2010年诺贝尔物理学奖。

在科学家眼中，石墨烯超乎寻常的性能让几乎所有已知材料都难以望其项背。

在力学性能力方面，石墨烯的抗拉伸强度值超过常规钢铁材料100倍；

在传输电子能力方面，常温下石墨烯的电子迁移率超过本征半导体硅10倍；

注：本征半导体（intrinsic semiconductor）是指完全不含杂质且无晶格缺陷的纯净半导体，一般是指其导电能力主要由材料的本征激发决定的纯净半导体。

在热传导能方面，石墨烯的热传导率值超出热的良导体金属铜10倍；

在光学透过性方面，单层石墨烯对太阳光的吸收率仅为23%，几乎是完全透明的。

单原子层的特殊结构赋予了石墨烯极大的比表面积，单层石墨烯的理论比表面积可达2600平方米/克。

盖姆说：“它是有史以来强度最大的物质，是我们所知道的最坚固的材料，它还是拉伸强度最好的晶体。当然，它的超强性能还不止这些，但这已经让人相当吃惊了。”

概念应用大放异彩

2020年4月23日，中国科学院山西煤炭化学研究所内，研究人员研制石墨烯新能源材料。图｜视觉中国

近些年来，航空航天产业对复合材料的性能提出了更高的要求，而具有高强度、高导热、抗电磁干扰等性能的石墨烯应用前景广阔，可应用于大型微波暗室用吸波材料、飞行器与武器平台隐身、轻质复合材料、抗雷达干扰线缆、航空航天热管理系统、飞机轮胎、雷达电磁屏蔽等领域。

在光伏产业中，石墨烯可以凭借其提高玻璃透光率与玻璃自清洁能力，达到进一步提升组件功率、提升组件发电能力的目的。就自清洁能力而言，常见的组件技术往往只具备超亲水或者光触媒效果，而将这两种技术完美融合在一起的只有石墨烯技术。

在军工领域，添加了石墨烯的复合材料可以很大程度增强耐撞击性，可以应用在空投箱、子弹箱、装甲车辆上，替代钢铁部件；可以用于制造防弹头盔、防弹背心；还可以应用到登陆舰艇，从而满足轻量化、抗撞击、防弹的特殊要求。凭借电磁屏蔽性质，石墨烯也可以用来做隐形飞机、隐身材料……

在生物医药领域，石墨烯的应用主要集中在生物传感器、药物载体、光线疗法及生物成像等方面。举个例子，人体能发射远红外光，而石墨烯具有超高的载流子迁移率，远红外光投射到它上面后产生的电子可以被迅速地采集。这样，戴上用石墨烯镜片制成的眼镜，就可以在夜里看清一切东西。此外，还可以采集使用者本身的血糖、脑电等生理数据。

在电子信息领域，石墨烯潜在的应用主要集中在柔性显示和触摸屏、传感器、RFID、散热材料等领域。传统透明导电膜大都采用ITO材料，ITO含带毒性的稀有元素铟，而且价格昂贵，缺乏柔韧性。因此，不少厂商已在开发新型的透明导电膜。目前ITO的替代材料有金属网格、碳纳米管、纳米银线等，但它们均有不同程度的缺陷，这给石墨烯提供了足够的替代空间。

盖姆在获得诺贝尔奖之后曾到访三星公司，当看到三星公司编制的石墨烯产品路线图的50个特殊性能应用的时候，他认为最接近合理市场价值的应用之一是其柔韧性极好的触摸屏。

在环保领域，盖姆研究发现氧化石墨烯薄膜可屏蔽除水之外所有其他分子，由此发现石墨烯有望用于制备过滤器材料，从而在海水净化、污水处理等方面实现应用。

不仅如此，科学家对石墨烯最终取代硅成为计算机芯片的基础材料，也持乐观态度。

对于普通人的日常生活来说，盖姆曾经用塑料来类比过石墨烯，他认为石墨烯可以开发出种类繁多的材料，就好像塑料一样，未来可以应用到生活中的各个角落。科研人员也发现石墨烯可用做绷带、食品包装甚至抗菌T恤。

还有一些科学家有着更远大的理想，他们将制造23万英里长的太空电梯的梦想，也寄托在石墨烯上。

石墨烯产业“三大件”

据统计，我国石墨矿储量占到世界总储量的75％，具备发展石墨烯产业的资源基础。2004年至2013年，我国石墨烯处于实验室研究阶段，研究的产品包括晶体管、调制器、导电管等。

2021年6月19日，一条石墨烯生产线搬入哈尔滨新区。图｜视觉中国

2013年起，石墨烯商品开始出现。由于制备技术还不成熟，只有一些对石墨烯质量要求不高的产品实现商品化，如锂电池、石墨烯散热薄膜等，但这些产品下游需求不大，主要替代一些传统材料。在此期间，2012年工信部发布《新材料产业“十二五”发展规划》，规划中的前沿新材料就包括石墨烯。

此后，我国又进一步明晰了石墨烯未来十年发展目标——

电动汽车锂电池用石墨烯基电极材料：较现有材料充电时间缩短50%以上，续航里程提高1倍以上；海洋工程等用石墨烯基防腐蚀涂料：较传统防腐蚀涂料寿命提高1倍以上。柔性电子用石墨烯膜：性价比超过ITO，且具有优异柔性，可广泛应用于柔性电子领域；光电领域用石墨烯基高性能热界面材料：石墨烯基散热材料较现有产品性能提高2倍以上。整体突破石墨烯的规模制备技术：石墨烯粉体的分散技术，石墨烯基电极材料的复合技术。

2016年，科技部印发《“十三五”材料领域科技创新专项规划》，提出要发展单层薄层石墨烯粉体，高品质大面积石墨烯薄膜工业制备技术，柔性电子器件大面积制备技术，石墨烯粉体高效分散、复合与应用技术，高催化活性纳米碳基材料与应用技术。

从这一年起，我国石墨烯企业数量快速增长，仅当年全国新增注册石墨烯相关企业数量就达704家，同比增长113%，其中多以研发为主，有实质性业务收入的企业数量仅为125家。

截至2020年6月底，我国在工商部门注册的、营业范围包括石墨烯相关业务的企业已经达到了16800家。全国成立石墨烯产业园29个，石墨烯研究院54家，石墨烯产业创新中心8个，石墨烯联盟12个，分布在21个省市。

“国外更多关注真正体现石墨烯新材料特性的未来型技术研发，而中国则非常重视近期的实用性产品的开发。” 中国科学院院士、北京石墨烯研究院院长刘忠范说。

刘忠范还介绍，目前，中国石墨烯产业有“三大件”，约占总体产业的90％：一是新能源，将石墨烯用作锂离子电池的导电添加剂，使电池充电速度更快，电容量也有提升；二是添加进防腐涂料，节省防腐涂料中较贵的锌的含量，同时提升防腐性能；三是大健康领域，比如利用其导热性能制作眼罩、护膝等理疗产品。

防止炒作过热

石墨烯一经发现就在世界各国备受追捧，在资本市场更是追逐的焦点，这也导致了五花八门的石墨烯概念和应用被炒作过热。

比如，上周科学家刚刚发表一篇关于石墨烯离子筛性能的文章，本周资本市场就会联想到海水淡化的市值，相关股票随即暴涨。

很多企业号称的石墨烯新品，只是往产品里面加入了少量石墨烯，提高了相关性能，石墨烯扮演的多是添加剂的角色，新品也很难能被认为是真正的石墨烯产品。

2018年的《先进材料》上曾发表一篇文章，作者之一是石墨烯诺贝尔奖得主康斯坦丁·诺沃肖洛夫。这篇文章中，研究者们分析了来自美洲、亚洲和欧洲60家公司的粉体石墨烯样品，发现大多数公司的样品中石墨烯含量低于10％，而且没有一家样品中石墨烯的含量超过50％。

此外，石墨烯的极强导电性、强度、透光性和导热性等特性，只是单原子厚度石墨烯的微观性能，而当下伪石墨烯概念炒作，将石墨烯的微观性能夸大为宏观性能。

比如，石墨烯的厚度只有035纳米，即使是1毫米厚的钢板，也是石墨烯厚度的200多万倍。即使石墨烯强度较高，也要几千层石墨烯叠加在一起才能承受1毫米钢板所能承受的力量。

严格意义上讲，只有单层石墨片才是真正的石墨烯，但从应用的角度讲，大家的共识是，10层以下可称为石墨烯。石墨烯一旦叠加大约超过10层，就会丧失大多数独有特性，重新变成石墨，更不要提几千层。

中国石墨烯产业技术创新战略联盟标准委员会主任戴石峰曾指出，一些企业把石墨烯神化，将其宣传为万能材料，个别企业甚至将石墨当石墨烯来售卖，这对产业的发展极为不利。

学术界对石墨烯的共识是，目前石墨烯材料的成本过高且技术方面不完善，若要大规模实现工业化应用尚存在一定的困难。

在现在常见的制备方法中，氧化石墨还原法是最常用的方法，但这种方法常常会带来大量的废酸、废水。比如用浓硫酸加上高锰酸钾去煮石墨，生产1公斤石墨烯需要耗费50公斤浓硫酸、3公斤高锰酸钾和1吨水。

而化学气相沉积法（CVD），是将乙烯或乙炔等气体导入到一个反应腔内，让这些气体在高温下分解，经过冷却后，碳原子就沉积在基底表面形成石墨烯。虽然CVD能满足规模化制备大面积、高质量的石墨烯要求，但成本较高、工艺复杂。

而由于制备成本一直居高不下，石墨烯价格一度高达5000元/克，比黄金还贵十几倍，这也阻碍了石墨烯下游市场的产业化步伐。

石墨烯未来会如何？

中国石墨烯产业技术创新战略联盟秘书长李义春认为，“业界虽然有争议，但科技创新，什么事情都可能发生，我们要有开放的心态。”

参考资料：

1石墨烯：神奇材料看这里！丨经济日报，2020-10-21

2新材料之王“石墨烯”究竟是什么？丨杨杰，中国科学院物理研究所

3专访｜诺奖得主盖姆谈三维世界中的二维石墨烯：材料革命来了丨澎湃新闻，2022-2-19

4神奇材料石墨烯——2010 年度诺贝尔物理学奖得主安德烈·盖姆访谈录丨世界科学，2010-12

5石墨烯利好政策频现，理性发展未来可期丨新材料产业，2017-10

6石墨烯的这十年丨百科知识，2014-12

7石墨烯发展年度报告：我国石墨烯产业仍处在概念导入期丨新华社，2017-07-06

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鉴定和研究矿物的方法，随工作目的和要求的不同而异（表16-1）。不同的方法各有其特点，它们对样品的要求及所能解决的问题也各不相同。下面仅介绍某些重要方法的简要特点。

1成分分析方法

此类方法所得结果即为物质的化学成分数据。除经典化学分析系化学方法外，其他常用方法均属物理方法，大多可同时分析多种元素，但一般不能区分变价元素的价态。

1）经典化学分析

此法准确度高，但灵敏度不很高，分析周期长，很不经济。样品要求是重量超过500mg的纯度很高的单矿物粉末。

此法只适用于矿物的常量组分的定性和定量分析。主要用于新矿物种或亚种的详细成分的确定和组成可变的矿物成分变化规律的研究。但不适用于稀土元素的分析。

表16-1 鉴定和研究矿物的主要方法一览表

2）光谱分析

此法准确度较差（尤其是对含量大于3%的常量元素），但灵敏度高，且快速、经济。可测元素达70多种。一次测试即能获得全部主要元素及微量元素的信息。样品要求：仅需数十毫克甚至数毫克的粉末样品。

光谱分析通常用于矿物的微量和痕量元素的定性或半定量分析。特别是对于稀有分散元素也能获得良好的效果。常作为化学分析的先导，以初步了解样品中元素的种类和数量，供进一步分析或研究时参考。

3）原子吸收光谱分析

原子吸收光谱（AAS）分析灵敏度高，干扰少，快速、精确且较经济。可测70多种元素，但一次只能分析一种元素，不宜于定性分析。样品用量少，仅需数毫克粉末样。

AAS主要用于10-6数量级微量元素和10-9数量级痕量元素的定量测定。适宜于测定沸点低、易原子化的金属元素及部分半金属元素。也可进行常量分析。但对稀土、Th、Zr、Hf、Nb、Ta、W、U、B等高温元素的测定的灵敏度较低，对卤族元素、P、S、O、N、C、H等尚不能测定或效果不佳。

4）X射线荧光光谱分析

X射线荧光光谱（XRF）分析准确度较高，成本低，速度快，可不破坏样品。可分析元素的范围为9F～92U。XRF要求数克至十克（一般4～5g，最少可至数十毫克）较纯的粉末样。液态样品也可分析。

XRF用于常量元素和微量元素的定性或定量分析。尤其对稀土元素及稀有元素Nb、Ta、Zr、Hf等的定量分析有效。但不能测定变价元素的价态。

5）等离子体发射光谱分析

等离子体发射光谱（ICP）分析比光谱分析更为快速和灵敏，检测下限可达（01×10-9）～（10×10-9）。精度较高，可达±3%，可测定除H、O、N和惰性气体以外的所有元素。样品要求：粉末，最少可以数毫克，也可以为液态样品。

ICP适用于常量、微量和痕量元素的定性或定量分析。特别宜于分析包裹体中含量极低的重金属离子。

6）激光显微光谱分析

激光显微光谱（LMES）分析灵敏度高，快速，有效，成本低，且被破坏样品的面积小。可测70多种元素。样品可以是光片、不加盖玻璃的薄片或大小合适的手标本，样品表面应抛光，切忌被污染；重砂、粉末或液体样品要作某些处理。

LMES适于微粒、微量、微区的成分测定。用于研究矿物的化学成分及元素的赋存状态，特别适用于微细疑难矿物的分析和鉴定。但是，目前对O、N、S等许多非金属元素尚无法分析，对碱金属、难熔金属（如Mo、Ta等）的检测灵敏度较低。

7）质谱分析

质谱分析灵敏度和准确度均高，且分析速度快。以纯度≥98%、粒径

质谱分析系10-6数量级定量分析，常用于准确测定各种岩石、矿物和有机物中元素的同位素组成。从10～30g的陨石标本中提取的稀有气体即足以为分析所用。

8）中子活化分析

中子活化分析（NAA）灵敏度高，大多数元素的灵敏度达10-6～10-13g。准确度高，精度高（一般在±1%～±5%）。可测的元素达80多种。可同时测定多种元素，分析速度快，且不破坏样品。样品要求是纯的单矿物粉末，样量仅需数毫克至数十毫克。

NAA系超痕量、痕量、半微量甚至常量元素的定量分析。可直接测定浓度很低的贵金属元素，对稀土元素的分析特别有效。广泛用于同位素组成、同位素地质年龄的测定。此外，也常用于测定包裹体成分。适用于分析陨石和月岩样品的组成。

9）电子探针分析

电子探针分析（EPMA）灵敏度高，检测下限可达10-16g。精度一般可达1%～2%，但对微量元素的精度则可差于20%。分辨率高（约7nm）。放大倍数为数十倍至数十万倍。分析速度快，直观，且不破坏样品。可测元素的范围大：波谱分析为4Be～92U，能谱分析为11Na～92U。样品可以是光片、不加盖玻璃的薄片或矿物颗粒，且表面必须清洁、平坦而光滑。

EPMA系微米数量级微区的成分分析，宜于常量元素的定量分析。既可定点作定性或定量分析，又能作线扫描和面扫描分析，以研究元素的种类、分布和含量，了解矿物成分分布的均匀程度和元素在矿物中的赋存状态，定量测定矿物内部各环带的成分。最适于微小矿物和包裹体成分的定性或定量分析，以及稀有元素、贵金属元素的赋存状态的研究。此外，还可辅以形貌观察。EP-MA只能分析固态物质，对有机物质的分析有困难；不能分析元素的同位素、各种形式的水（如 H2 O和 OH-等）及其他挥发组分，无法区分 Fe2+和 Fe3+。

2结构分析方法

此类方法一般不破坏样品，其分析结果是各种谱图，用于研究物质的晶体结构、分子结构、原子中电子状态的精细结构。有些还可借以鉴定样品的物相，如宝石学上目前常利用红外吸收光谱、激光拉曼光谱、可见光吸收光谱等技术来鉴别天然宝石和合成宝石。

1）X射线分析

X射线分析是晶体结构研究和物相分析的最常用而有效的方法。其具体方法种类繁多，一般可归为单晶法和粉晶法两类。

（1）单晶法：通常称为X射线结构分析，又有照相法和衍射仪法之分。目前主要采用四圆单晶衍射仪法，其特点是自动化程度高，快速，准确度高。单晶法要求严格挑选无包裹体、无双晶、无连晶和无裂纹的单晶颗粒样品，其大小一般在01～05mm。因此在应用上受到一定限制。单晶法主要用于确定晶体的空间群，测定晶胞参数、各原子或离子在单位晶胞内的坐标、键长和键角等；也可用于物相鉴定，绘制晶体结构图。

（2）粉晶法：又称粉末法，也有照相法和衍射仪法之分。粉晶法以结晶质粉末为样品，可以是含少数几种物相的混合样品，粒径一般在1～10μm。样品用量少，且不破坏样品。照相法只需样品5～10mg，最少可至1mg左右；衍射仪法用样量一般为200～500mg。粉晶衍射仪法简便，快速，灵敏度高，分辨能力强，准确度高。根据计数器自动记录的衍射图（diffraction diagram），能很快查出面网间距d值和直接得出衍射强度，故目前已广泛用于矿物或混合物之物相的定性或定量分析。粉晶法主要用于鉴别结晶质物质的物相，精确测定晶胞参数，尤其对鉴定粘土矿物及确定同质多象变体、多型、结构的有序—无序等特别有效。

2）红外吸收光谱分析

红外吸收光谱（IR）测谱迅速，数据可靠，特征性强。傅里叶变换红外光谱仪具有很高的分辨率和灵敏度及很快的扫描速度。样品不受物理状态限制，可以是气态、液态、结晶质、非晶质或有机化合物。干燥固体样品一般只需1～2mg，并研磨成2μm左右的样品。

IR已广泛应用于物质的分子结构和成分研究。适用于研究不同原子的极性键，可精确测定分子的键长、键角、偶极矩等参数；推断矿物的结构，鉴定物相；对研究矿物中水的存在形式、络阴离子团、类质同象混入物的细微变化、有序—无序及相变等十分有效。IR广泛用于粘土矿物和沸石族矿物的鉴定，也可对混入物中各组分的含量作定量分析。

3）激光拉曼光谱分析

激光拉曼光谱（LRS）系无损分析，其测谱速度快，谱图简单，谱带尖锐，便于解释。几乎在任何物理条件（高压、高温、低温）下对任何材料均可测得其拉曼光谱。样品可以是粉末或单晶（最好是5mm或更大者），不需特别制备，粉末所需量极少，仅05μg即可。也可以是液体样品（10-6ml）。

LRS和IR同为研究物质分子结构的重要手段，两者互为补充。LRS适用于研究同原子的非极性键的振动。

4）可见光吸收光谱分析

可见光吸收光谱分析简便、可信，不需挑选单矿物，不破坏样品。以003mm标准厚度的薄片为样品，但研究多色性时则需用单晶体。

此法主要用于研究物质中过渡元素离子的电子构型、配位态、晶体场参数和色心等。也常用于颜色的定量研究，探讨透明矿物的呈色机理。可适于研究细小（粒径在1～5mm）的矿物颗粒。

5）穆斯堡尔谱分析

穆斯堡尔谱分析又称核磁伽马共振（NGR）。分析准确、灵敏、快速，解谱较为容易。目前仅可测40多种元素近90种同位素。所研究的元素可以是主成分，也可是含量为万分之几的杂质。样品可以是晶质或者非晶质；既可是单晶，也可是矿物或岩石的粉末。但样品中必须含有一定浓度的与放射源中γ射线的核相同的元素。含铁矿物样品中Fe原子浓度为5mg/cm2为宜，硅酸盐样品量一般为100mg左右，因样品中Fe含量等因素而异。

NGR主要用于研究57Fe和119Sn元素离子的价态、配位态、自旋态、键性、磁性状态、占位情况及物质结构的有序—无序和相变等，也可用于物相鉴定和快速成分分析。对粘土矿物及陨石、月岩、海底沉积物等晶质多相混合物的研究很有效。

6）电子顺磁共振分析

电子顺磁共振（EPR）分析也称电子自旋共振（ESR）分析。灵敏度高。不破坏样品。只适于研究顺磁性离子：室温下能测定的主要有V4+、Cr3+、Mn2+、Fe3+、Ni2+、Cu2+、Eu2+、Gd3+等；而Ti3+、V3+、Fe2+、Co2+及多数稀土元素离子则只能在低温下测定。EPR分析对样品要求不高：固体、液体（01～001ml）、压缩气体或有机化合物均可；可以是单晶，也可以是粉末多晶混合物，但一般以单晶（粒径在2～9mm）为好。样品中顺磁性离子的浓度不超过1%，以01%～0001%为宜。样品不需任何处理。

EPR主要用于研究过渡金属离子（包括稀土元素离子）的微量杂质的价态、键性、电子结构、赋存状态、配位态、占位情况、类质同象置换及结构的电子—空穴心、结构的有序—无序、相变等。也可作微量元素的定性或定量分析及地质年龄的测定等。在宝石学上，常用于鉴别天然宝石与合成宝石及研究宝石的染色机制。

7）核磁共振分析

核磁共振（NMR）分析目前最常用的高分辨的核磁共振仪广泛应用于某些分子结构的测定，其分辨率高，灵敏度高，测量速度快。但可测元素的种类有限，主要有1H、7Li、9B、11B、13C、19F、23Na、27Al、29Si、31P、40Ca等。样品可以是较浓的溶液（约05ml）、固体（一般20～80mg）或气体。

NMR主要用于研究矿物中水的存在形式、质子的结构位置及离子的键性、配位态和有序—无序分布特征等，研究相变和晶格缺陷。

3其他测试方法

1）透射电子显微镜分析

透射电子显微镜（TEM）分析的功能主要是利用透射电子进行高分辨的图象观察，以研究样品的形貌、晶格缺陷及超显微结构（如超显微双晶和出溶片晶等）等特征，同时用电子衍射花样标定晶体的结构参数和晶体取向等。配有能谱仪（或波谱仪）者尚可进行微区常量元素的成分分析。TEM具有很高的分辨率（达01nm左右）和放大倍数（为100倍～200万倍），可以直接观察到原子。样品可以是光片、不加盖玻璃的薄片或粉末样，表面须平坦光滑。

2）扫描电子显微镜分析

扫描电子显微镜（SEM）分析的主要功能是利用二次电子进行高分辨率的表面微形貌观察。通常也辅以微区常量元素的点、线、面扫描定性和定量分析，查明元素的赋存状态等。SEM的分辨率高（达5nm左右），放大倍数为10倍～30万倍。样品可以是光片、不加盖玻璃的薄片、粉末颗粒或手标本。其制样简单，图象清晰，立体感强，特别适合粗糙表面的研究，如矿物的断口、晶面的生长纹和阶梯等观察及显微结构分析等。

3）微分干涉（相衬）显微镜分析

微分干涉（相衬）显微镜（DIC）能够观察矿物表面纳米数量级的分子层厚度。反射型显微镜用于研究晶体表面微形貌，观察晶体表面上的各种层生长纹和螺旋生长纹，从而探讨晶体的生长机制；透射型显微镜用于研究岩石薄片中矿物的结晶状态及内部显微构造，能清晰看到微米数量级的微裂纹，从而有助于研究岩石受应力作用的方向和性质。微分干涉（相衬）显微镜的纵向分辨率高，立体感强。其样品可以是带晶面的晶体颗粒或者薄片。

4）热分析

热分析系根据矿物在加热过程中所发生的热效应或重量变化等特征来鉴定和研究矿物。广泛采用的有差热分析和热重分析。

（1）差热分析（DTA）：是测定矿物在连续加热过程中的吸热（脱水、分解、晶格的破坏和类质同象转变等）和放热（氧化、结晶等）效应，以研究矿物的结构和成分变化。用于了解水的存在形式，研究物质的内部结构和结晶度，研究类质同象混入物及其含量，可进行物相的鉴定及其定量分析。尤其对粘土矿物、氢氧化物和其他含水矿物及碳酸盐类等矿物的研究最为有效。DTA只适用于受热后有明显的物理、化学变化的物质，一般仅用于单相物质纯样的研究，样量仅需100～200mg，粒度在01～025mm。DTA设备简单，用样量少，分析时间较短，但破坏样品，且干扰因素多，混合样品不能分离时会相互干扰。因此，必须与X射线分析、电子显微镜、化学分析等方法配合使用。

（2）热重分析（TG）：是测定矿物在加热过程中质量的变化。热重曲线的形式取决于水在矿物中的存在形式和在晶体结构中的存在位置。TG仅限于鉴定和研究含水矿物，并可确定其含水量。TG以纯的矿物粉末为样品，样量一般需2～5g，且破坏样品。TG常与DTA配合使用。目前正向微量（10-5g）分析发展。

建安七子之一刘桢简介以石自喻是为何？刘桢（186年―217年），字公干，东平宁阳（今山东宁阳县）人，东汉名士，建安七子之一。其祖父刘梁，官至尚书令，其人博学有才，警悟辩捷，以文学见贵。建安中，刘桢被曹操召为丞相掾属，与魏文帝兄弟几人颇相友善，后因在曹丕席上平视丕妻甄氏，以不敬之罪服劳役，后又免罪署为小吏。建安二十二年(217)，与陈琳、徐干、应玚等同染疾疫而亡。《隋书· 经籍志》著录有集4卷、《毛诗义问》10卷，皆已佚。明代张溥辑有《刘公干集》刘桢简介，收入《汉魏六朝百三家集》中。他的文学成就，主要表现于诗歌、特别是五言诗创作方面，在当时负有盛名，后人以其与曹植并举，称为“曹刘”。如今存诗十五首，风格遒劲，语言质朴，重名于世，《赠从弟》三首为代表作，言简意明，平易通俗，长于比喻。刘桢生于公元186年死于公元217年，只活了 31年算是英年早逝。下面来看一下关于刘桢的简介。刘桢是东平宁阳人，也就是今天的山东宁阳，他是所谓的建安七子之一。建安七子指的是陈琳、阮瑀、孔融、徐干、王粲、应玚以及刘桢，因为极其优秀的文学才能被合称建安七子，这一称呼也得到了后世的普遍认同，觉得他们是实至名归。

刘桢出身在书香门第，他的父亲曾任尚书令，且知识渊博，非常有才华，在文学上颇有成就。刘桢算得上青出于蓝而胜于蓝，他的文学造诣比之他的父亲还要略胜一筹。他的母亲也是贵家之女，是京兆尹王章之玄的孙女，从小便是耳濡目染，琴棋书画、诗词歌赋无一不通。刘桢的父亲很早去世，刘桢的母亲就把所有的希望都寄托在刘祯的身上，希望刘桢能够出人头地。所以刘桢在母亲的教育之下，从小就爱好学习，勤学好问。刘桢五岁开始就可以背诗，八岁已经阅读《论语》、《诗经》之类。记忆力超群，被大家成为神童。后来被曹操发掘便入仕为官。他一生写了无数首诗词，但能留到今天的也只有15首。他的诗大多数都是用来赞美大自然与壮丽的山河，亦或是借景抒情，将自己的感情融入大背景之下。刘桢公元217年便离开人世，年仅31岁，在人生最美好的年纪走了，也甚是可惜。刘桢以石自喻刘桢是东汉时期也有名的才子，是建安七子之一。刘桢从小便展露出他在文学生的天赋，打5岁开始就可以背诵诗词歌赋，而且记忆力惊人，非常具有天赋，从小大家就说他是天才。但是刘桢的命运似乎有点戏剧性，到底发生了什么让刘桢以石自喻呢。事情是这样的，曹丕天生好色，曹操去世之后曹丕继位，当了皇帝更能满足曹丕喜好美色的天性。

曹丕有一个非常美丽的妃子，每个人都有爱美之心。在一次宴会上刘桢就非常想看清传说中花容月貌的美人，就平视了甄洛夫人，没想到被曹丕发现了。男人的占有欲总是很可怕，曹丕心想这胆子够大呀，敢这么光明正大的看我的女人，这还想不想活啦。于是一气之下就将刘桢惩罚到京洛之西石料厂磨石料。有一次魏王到石料厂去视察时所有的劳力都低头不敢仰视魏王，只有刘桢一人没有低头，魏王当然是非常生气，但刘桢说了一段话，魏王不仅没有责怪他，还赦免了他。这就是有名的刘桢以石自喻，刘桢是这样说的：“魏王雄才天下皆知，刘桢身为苦力，何敢蔑视尊王。但在魏王府数年，常闻魏王教诲刘桢简介，做事当竭尽力，事成则王自喜，事败则王亦辱，桢现为苦力，专研石料，研石是对魏王的敬忠，所以桢不敢辍手中活。”魏王听后，又问：“石若何”刘桢朗然答：石“出自荆山悬崖之巅，外有五色之章，内含卞氏之珍。磨之不加莹，雕之不增文，禀气坚贞受之自然，顾其理，枉屈纡绕而不得申。”这诡辩的才能也是不得不服。本文作者：八卦天天报

（一）不同变质沉积岩层的地质表现及判别

尽管中下地壳环境的变形、变质和深熔作用使得高级变质区的变质沉积岩层显示出复杂的岩貌和产出特征，但不同类型的原岩建造在变质变形后往往具有不同的地质表现，主要由不同的变质岩和变质岩组合类型反映出来。就这些岩石类型和岩石组合所显示的变质沉积岩层的信息而言，变质沉积岩层的地质表现可以分为明确的、可能的和不易判别的三类。

（1）可以明确判别的：能够明确显示变质沉积岩层特征的通常是具有典型沉积岩成分特征的变质岩和变质岩石组合，主要为：①富铝片麻岩，如石榴黑云片麻岩、矽线堇青石榴黑云片麻岩、石墨矽线堇青片麻岩等，岩石中普遍含石榴子石、黑云母、矽线石、堇青石和蓝晶石等富铝的变质矿物，其原岩为富含泥质成分的细碎屑沉积岩；②富硅质（富石英）岩石，如石英岩、矽线石石英岩、磁铁石英岩、榴英岩；③钙硅酸盐岩，如孔兹岩系中的透辉片麻岩组合，由透辉片麻岩和透辉长石变粒岩、长石透辉变粒岩、透辉石岩、透辉大理岩组成，普遍以富含透辉石、榍石、方柱石和磷灰石为特征，为一套碎屑沉积和化学沉积的混合物（徐仲元等，2005）；④层状碳酸盐岩，如厚层的硅质条带白云质大理岩、蛇纹石化橄榄白云质大理岩、白云质大理岩组合或在钙硅酸盐岩中成夹层产出的复成分大理岩。

（2）可能判别的：一些岩性多变的层状片麻岩具有变质沉积岩层的可能，这些层状片麻岩不具典型沉积岩成分，或者是在成分上处于正常岩浆岩范围内的变质火山-沉积岩组合。但变质变形、深熔作用和岩浆活动的改造也会产生岩性多变的层状片麻岩岩貌，如（黑云）长英片麻岩和斜长角闪岩/黑云角闪片麻岩的相间产出所显示的黑白相间的岩貌，这种组合可能是双峰式火山岩变质变形作用的结果（图5-1-1a），但也可能是基性侵入岩（巨厚的玄武岩层或辉长岩体）或英云闪长岩遭受变形作用和深熔作用改造的结果（图5-1-1b），也可能是花岗质岩石被基性岩脉侵入后再遭受变形导致的（图5-1-1c），还有可能是包含大量基性岩捕虏体的花岗质岩石遭受强烈变形的产物（图5-1-1d）。在一些较大的构造带中，在单一岩性的变质深成岩之上叠加了不同类型的岩脉然后再遭受变形改造也可以产生多变的岩石组合。在此情况下如果能证明这种多变的岩石组合不是构造作用的产物，即通过强变形带到弱变形域的追索，发现这种组合在弱变形域有规律的产出、并保留不同程度的原岩结构的话，则可确定为变质沉积岩层。

图5-1-1 长英质片麻岩和斜长角闪岩组合形成的几种方式

a—双峰式火山岩的变形变质作用；b—厚层基性火山岩或侵入岩的变形变质和深熔作用；c—侵入花岗岩质岩石中的基性岩脉的变质变形；d—包含大量基性岩包体的花岗质岩石的变形。①酸性火山岩；②基性火山岩或侵入岩；③花岗质岩石；④斜长角闪岩；⑤长英质片麻岩；⑥斜长角闪岩或角闪质片麻岩

（3）不易判别的：单一成分的巨厚的并且不具典型沉积岩成分的变质碎屑沉积岩如变质杂砂岩、长石砂岩或变质火山岩在变质变形后由于原岩结构和构造大部分消失通常难于识别，这样的变质沉积岩层宏观上的岩性相对均一性往往容易与变质深成侵入岩混淆。在此情况下，除加强弱变形域的寻找外，还需要通过岩相学、地球化学（包括主元素、微量元素、稀土元素和同位素）的研究，结合副矿物特征尤其是锆石成因的研究综合判断。

（二）原生沉积构造的鉴别

1变余原生层状构造

变质沉积地层中所发育的层状构造可以是原生的，但大多是次生的，后者是原生层状构造经强烈变形变质或深熔作用的结果，许多情况下是二者的复合（杨振升，1989b；Passchier et al，1990）。在强烈构造平行化的构造带中，二者在露头上大多是平行的，从而形成貌似简单的单斜岩层，而在弱变形域，二者可以平行，也可以相交，这取决于改造这些变质沉积岩层的构造变形体制和变形方式，如果是近水平顺层滑脱变形，二者基本平行，局部有横向构造置换之处可以相交；但如果是顺层挤压，则会出现二者普遍相交，而变形较强之处则二者平行。就此意义上说，原生层状构造的鉴别对于明确后期改造的变形方式和构造体制有重要意义，但更重要的是，由于变质深成侵入岩在遭受同期的变形改造后也会显示明显的层状构造，因此，原生层状构造的鉴别对于区分变质沉积岩层和变质深成侵入岩有着重大意义。

原生层状构造即层理，在未变质前，通常由颜色、粒度和成分（碎屑、胶结物成分和化学成分）的变化表现出来，它可以是平行层理、斜层理，也可以是递变层理。但在遭受到高角闪岩相-麻粒岩相的变质作用改造，尤其是强烈的变形改造后，由颜色的变化反映原始层理的信息基本丢失，由矿物粒度的变化反映的信息也仅局部保存，而由成分的变化显示的原生层状构造则可能保存较多。

依据原岩成分变化反映的层理可分为鲜明层理和不鲜明层理（叶菲莫夫和捷佳耶娃，1987）。鲜明层理由成分明显不同的岩层交替而成，如石英砂岩、泥岩、碳酸盐岩的交替产出，基性火山岩、中性火山岩、酸性火山岩的韵律性产出等；不鲜明层理是由成分相同或相近的岩石互层或韵律性产出而成，如不同粒度的杂砂岩、粉砂岩和页岩交替，石灰岩与白云岩的交替，长石砂岩与酸性火山岩的交替。鲜明层理可以保存下来，并且由于原岩成分的差异而更加明显，相反，原岩成分相同或相近时，即使原岩中层理十分发育，也会由于变质程度的增加而逐渐消失。因此，在高级变质区，变余原生层状构造主要保存在成分差异较大并且变化频繁的变质沉积地层中，这样的变质沉积地层可以是碎屑沉积和化学沉积成因的，也可以是变质火山沉积岩层；而成分相似的变质沉积岩层中原生层状构造则保存较少。

依据粒度的变化显示的递变层理在碎屑沉积岩石中也可能零星保存，一般保存在后期变形的弱变形域，但这些递变层理有可能是变质作用中形成的逆向粒级层理，由变质矿物的粒度向上变粗（图5-1-2）或某些变质矿物的逐渐富集表现出来。

图5-1-2 向上变细的原生递变层理在变质作用过程中变成向上变粗的粒级层

（据Passchier et al，1990）

a—原生递变层理；b—由于富铝变斑晶的过度生长，富铝泥质层的顶部变斑晶的粒度最大；c—后来的变形可能仍保存着这个逆转了的层序，但使富铝变斑晶成因变得不清

次生层状构造是强烈变质变形、变质固态分异和深熔作用的结果，也主要由不同成分层的交替变化表现出来，在剖面上表现为不同颜色的成分条带的交替变化，因而也称为条带状构造。Passchier等人（1990）总结了次生层状构造形成的4种方式：①网状岩脉的均匀变形；②岩石碎块的均匀变形；③含大斑火成岩的均质变形；④均质岩石的不均匀变形。实际上，深熔作用形成的层状构造在高级变质区十分普遍，它既可以叠加在变质沉积地层中，也可以形成于变质深成岩中。

变余原生层状构造和次生层状构造在许多情况下容易混淆，但依据二者在变质变形和深熔作用过程中的被改造、演化和生成、发展规律，二者在高级变质杂岩中的表现仍有一定差别（表5-1-1），但由于次生层状构造成因的复杂性，这种差异需要在具体的工作中进一步总结。不论如何，在具体的工作过程中，加强弱变形域到强变形带的原生层状构造的被改造和次生构造的生成和发展规律的研究仍不失为一个比较有效的办法。

表5-1-1 高级变质杂岩中变余层状构造与深熔作用产生的层状构造的表现

（引自杨振升，1989a，略有修改）

需要指出的是，一些深成侵入岩尤其是基性岩浆岩席，在侵位过程中由于结晶分异作用也会形成规则的层状构造，这些层状构造可以是不同粒度（或）和成分的矿物韵律交替变化，如内蒙古包头以北昆都仑水库附近的基性岩浆岩体，表现为斜长岩和角闪岩层的交替产出，从角闪岩层到斜长岩层，角闪石含量逐渐递减，类似沉积岩层中的递变层理（43，44）。

2其他变余沉积结构、构造

除变余原生层状构造外，高级变质地层中也或多或少地保存有其他的原生沉积结构和构造，如变质碎屑沉积岩中的变余砂屑结构、变余砾屑结构，大理岩中的变余燧石结核和变质火山沉积岩中的枕状构造和火山碎屑结构等，这些变余沉积结构构造多保存在后期变形改造的弱变形域（Myers，2001；Fedo et al，2001），但即使如此，也由于一定程度的变质变形而模糊化，很难达到未变质前那样的清晰状态，因而，对这些变余原生沉积构造的鉴别和确认往往需要考虑变质变形的改造效应，如弱变形的变质碎屑沉积岩中，无定向或弱定向的黑云母散布于长石和石英颗粒之间，这就意味着可能是变余砂屑结构；如在弱叶理化的斜长角闪岩层中，不规则椭圆状细粒斜长角闪岩团块堆叠，椭圆状团块之间为石英或其他物质充填，团块内部灰色的斑点聚集成同心圆状带分布（图5-1-3a），有些情况下，可见被其他物质充填的放射状裂隙，则可能为变余枕状构造，变形较强时，枕状构造可以被强烈拉长（图5-1-3b），最后形成芝麻点状斜长角闪岩（Fedo et al，2001）。

总之，原生沉积构造是确定沉积岩层和原岩建造的直接证据，这一证据对于岩石成分具有岩浆岩属性的层状片麻岩而言尤为重要。但在高级变质区，该类构造由于高角闪岩相—麻粒岩相的变质和变形而大部分消失，有些原始沉积构造即使存在，也由于一定程度的变质变形而模糊化，同时，一些次生构造也显示出原生沉积构造的假象，从而增加了原生沉积构造鉴别的难度。要鉴别原生沉积构造，比较有效的做法是，在层状片麻岩中寻找后期变形改造的弱变形域，因为在较大的尺度上，后期变质和变形并不总是均匀的，在这些弱变形域鉴别和确定原生沉积构造的表现特征，然后，向强变形带追踪，查明原生沉积构造的被改造和演化规律，在此基础上排除后期变形造成的沉积构造的假象，由此查明层状片麻岩的成因属性。如果直接在强变形带寻找变余原生沉积构造，很难得出正确的答案。

图5-1-3 西格陵兰Isua表壳岩带芝麻点状斜长角闪岩中的变余枕状构造

（引自Fedo et al，2001）

a—保存较好的枕状构造，具有暗色边和被石英充填的同心状冷却裂隙，枕状构造内的暗色点是变形的气孔；b—强烈压扁的枕状构造，具有暗色边和富气孔的核部，枕状构造之间被石英分开

（三）岩石类型的共生和产状形态

尽管不同的原岩建造可以形成不同的变质岩石组合，但是，仅仅根据某些露头或剖面上岩石类型的产出特征确定变质岩石组合有时会误入歧途，如原互不隶属的岩石因为构造的作用也会汇集在一起。因此，岩石组合的确定需要在研究变形构造特征的基础上进行。如果岩石类型的密切共生在较大区域内普遍存在，并不因构造变形的强弱而改变的话，那么，这种组合可能反映原岩建造，同时也可以利用这一密切共生的岩石组合确定那些有“异岩趋同”现象的变质岩石类型的成因，如大理岩和斜长角闪岩组合，如果这一组合在空间上普遍存在，那么，斜长角闪岩应是沉积成因的，因为泥质灰岩可以变为斜长角闪岩；又如厚层石英岩、浅粒岩、变粒岩组合，如果也是在空间上普遍存在，并且以不同的厚度呈韵律产出或相间产出，那么，浅粒岩、变粒岩有可能是碎屑沉积成因的。

但是，仅仅依据较薄的具有明显沉积成因的岩层推断包含这一岩层的层状片麻岩的沉积成因可能会出现错误，如长英质片麻岩（浅粒岩）或条带状黑云角闪片麻岩中出现较薄的石英岩层、大理岩层或其他明显具沉积成因的岩层，并不能证明整套片麻岩层都是沉积成因的，这些较薄的沉积岩层也可以是变质深成岩中的构造夹层或者是变质深成岩中的捕虏体遭受后期变形改造而成，在此情况下，也不能把这一套片麻岩层划归为一个岩石组合。但如果这种夹层特征在区域上具有普遍性，并不因变形强度而改变的话，那么，这种推断则有可能正确。

相应岩石类型或岩石组合的层状片麻岩的空间产状在一定程度上有助于确定其成因，一般来说，中下地壳环境广泛的强塑性变形使得变质沉积岩层在空间上很难保持规则的条带状，通常呈不规则条带状、透镜状、钩状形态，犹如内蒙古大青山-乌拉山地区高级变质杂岩中孔兹岩系地层在空间上所表现的那样（参见图5-2-4）。以不同的空间形态产出但岩石组合仍相对稳定的层状片麻岩则有可能是变质地层。但是那些成分属于岩浆岩范畴并且单一岩性的层状片麻岩如果也是这样的空间形态产出，可能会有两种选择：变质火山岩或层状侵入体。

（四）物质成分的研究

图5-1-4 不同成因的锆石特征

a—岩浆锆石，具有岩浆结晶环带，产于台北地区更新世时期的安山岩中；b—鲁西地区新太古代深熔花岗岩中的岩浆锆石，具有岩浆结晶环带和核部的继承（残留）锆石；c—内蒙古大青山地区石榴子石花岗岩中的锆石结构，核部为残余锆石，幔部为变质锆石，边部为岩浆锆石；d—内蒙古大青山石榴石英岩中的碎屑锆石边部生长出变质增生边

变质岩的物质成分包括岩石的矿物组成、矿物结构特征和地球化学特征，在等化学变质的情况下，不同原岩建造的地球化学特征有一定的差异，可以利用其差异判断其原岩性质，目前，这一方面的研究已积累了大量的资料，形成各种类型的利用常量元素、微量元素和稀土元素判断原岩成因的原岩判别图解和判别公式。大量变质岩石学的资料表明，一些典型的陆缘碎屑沉积岩和化学沉积岩由于其原岩成分的特殊性可以比较容易地识别出来，如由矽线堇青石榴黑云片麻岩、石榴黑云片麻岩和石墨片麻岩组成的富铝片麻岩、钙硅酸盐岩、石英岩、磁铁石英岩、大理岩等。但是，不同的原岩判别图解或公式都有一定的适用范围和局限性，并不能完全解决变质岩的成因问题，例如，对于火山岩和相应成分的深成侵入岩还不能有效地区分；有些杂砂岩型的沉积岩在主要地球化学特征上与英云闪长岩和奥长花岗岩十分相似，只有稀土分配形式在一些情况下可提供鉴别标志（Taylor and Mclennan，1985）。

（五）锆石成因的研究

副矿物特征尤其是锆石成因的研究也有助于了解变质岩的原岩性质。可以利用背散射电子图像和阴极发光图像研究锆石的成因。变质岩中的锆石成因比较复杂，可能有以下几种成因：①岩浆结晶锆石，通常为自形柱状，具有黑白相间的结晶环带（条带）（图5-1-4a，b）；②变质锆石，以两种方式存在，一种为他形粒状，不具环带结构，内部结构不均匀；另一种表现为围绕变质前锆石的生长边，不具环带结构（图5-1-4c，d）；③继承锆石，赋存于岩浆结晶锆石的核部，其形态与外部结晶环带不协调，比较少见（图5-1-4b）；④碎屑锆石，具有磨圆或碎屑外形形成（图5-1-4d），可以由前几类锆石磨蚀或破碎形成（图5-1-4c）。其中岩浆结晶锆石的Th含量较高，Th/U比值也较高；而变质锆石的Th含量较低，Th/U比值也较低。由此，锆石的形态、内部结构和Th-U含量是确定不同成因锆石的重要依据。

总之，由于高级变质区变质变形改造的复杂性，仅用单一的方法和手段辨别层状片麻岩的成因很难得出正确的结论，需要在准确理解并详细查明后期变质变形改造效应的基础上，充分运用各种方法和手段，仔细地收集和分析那些所能收集到的构造地质学、岩石学和地球化学的资料后才能完成。

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